黄土高原典型流域地下水补给_排泄关系及其变化

地下水补给是指含水层或含水系统从外界获 取水量的过程 。受气候 、植被 、地质 、土壤 、地貌 、水 位埋深 、灌溉等下垫面条件和人为因素的综合影 响 ,地下水补给过程十分复杂 。精确评价地下水补 给量非常困难 。目前常用的估算方法大致可概括 为三类 :化学方法 、物理方法和数学方法等 。化学 方法和物理方法计算成本较高 ,适合在较小范围内 展开 。数学模型是估计地下水补给量的有效工 具 [ 1 ] ,但模型的构建 、率定和验证需要大量实测的 水文地质数据 。数据的可获得性和精度一定程度 上限制了地下水数学模型的应用 。对一个流域来 说 ,降雨与径流较容易测量且有较长时间的观测积 累 。因此 ,在水文学领域 ,基于实测径流资料的退 水过程分析成为研究地下水系统补给 、排泄机理一 类应用较广的方法 [ 2, 3 ] 。本文基于水文分析方法 , 利用无定河流域实测的日径流系列 ,估算该地区的 地下水补给量 ,分析其地下水补给 - 排泄过程 ,揭 示该区域地下水与地表水的相互作用 ,为流域水资 源可持续开发利用和综合管理提供科学依据 。
(1. 中国科学院地理科学与资源研究所陆地水循环及地表过程院重点实验室 , 北京 100101; 2. 中国科学院研究生院 , 北京 100049)
摘要 :基于长序列实测日径流资料 ,分析了无定河流域的地下水补给 - 排泄关系 。结果表明 : ① 流域多年平均 地下水补给量为 11. 38～15. 69 mm ,降水入渗补给系数为 2. 9% ～4. 4% ,基流补给率约为 73. 6% ～86. 8% ; ② 就三个分区而言 ,年均地下水补给模数 、降水入渗系数以黄土区最大 ,河源区次之 ,风沙区最小 ;而基流补给率以 河源区最大 ,黄土区次之 ,风沙区最小 ; ③ 趋势分析表明 ,研究区地下水补给量总体呈显著减少趋势 ,并进一步 导致了基流量的减少 。但是基流的减少程度高于补给量 。 关 键 词 :地下水补给 ;基流 ;水循环变化 ;无定河 中图分类号 : P641 文献标识码 : A 文章编号 : 1000 - 0690 (2010) 01 - 0108 - 05
1 资料和方法
1. 1 研究区与资料来源 无定河 ( 108°E～111°E、37°N ～39°N )是黄河
中游河口镇 龙门区间最大的一条支流 ,总面积为
30 261 km2 ,地处大陆性干旱半干旱气候类型区 , 降水量的空间分布不均匀 ,从东南向西北递减 ,年 均降雨量为 409 mm ,以汛期 ( 6～9 月 )为主 ,约占 全年降水量的 68%。按地形地貌及水土流失特 点 ,全流域可分为河源区 、风沙区和黄土区三大区 域 (图 1) 。河源区位于流域西南部 ,占全流域面积 的 11. 4% ,地面呈梁峁状丘陵 。流域北部和西北 部为风沙区 ,占全流域面积的 54. 3% ,地面起伏平 缓 ,水网稀少 。流域东南部的黄土区海拔为 612～ 1 400 m ,地面坡度大于 25°的占 60%左右 。长城 以北地区地下水埋深在 0. 5 ～3. 5 m ,以降水补给 为主 ;长城以南地区分布大面积的黄土 ,地下水埋 深多大于百米 。本文选取无定河流域 10个水文站 20世纪五六十年代至 2000 年的日实测资料估算 流域地下水补给量 。其中 ,部分水文站个别年份缺 测 ,白家川水文站是无定河流域的出口控制站 。 1. 2 地下水补给量估算方法
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图 2 地下水补给量计算示意 Fig. 2 Framework of groundwater recharge estimation
图 1 无定河流域概图 Fig. 1 Sketch map of the W udinghe R iver Basin
分水量下渗补给地下水 ,但更多的降水直接形成地 表径流汇入河道 。这一定程度上是由于无定河流 域降水大多集中在汛期 ,且以暴雨的形式出现 。在 高强度的降雨条件下 ,降水大部分形成地表径流 , 少部分渗入地下 ,表现出超渗产流的特征 。
图 3 降水量与地下水补给量 、降水入渗补给系数的关系 Fig. 3 Groundwater recharge and recharging index in relation to p recip itation
在气候变化和人类活动的影响下 ,无定河流域 的 水 循 环 过 程 发 生 了 深 刻 的 变 化 [ 6 ] 。本 文 应 用
图 4 无定河流域不同地区补给量与基流量的关系 Fig. 4 Relationship between annual recharge and baseflow
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注 : P为降水量 (mm ) ; R b 为总基流量 (mm ) ;α为降水入渗补给系数 ;β为基流补给率 ; R2 为年基流与年补给量的相关系数 。
1 10 地 理 科 学 30卷
图 3给出了 1950 s以来不同集水区降水 - 补 给关系 。可以看出 ,随着降水量的增加 ,补给量也 呈增加趋势 。但是 ,补给量并不随降水同比例增 加 ,而且降水入渗补给系数随着降水量的增加反而 呈减少的趋势 。这表明随着降水的增加 ,尽管有部
受降水补给的影响 ,地下水排泄进入河道的水 量随时间呈非线性变化 。峰值过后地下径流迅速 减少 ,在经过临界时间 Tc 后趋于缓和 [ 6 ] ,此时 ,其 消退过程可用指数函数的形式表示 :
Q t = Q0 e-αt
(1)
式中 , Qt、Q0 分别为 t时刻和 t = 0时的流量 (L3 / t) ,
R2 也 大 多 在 0. 65以上 , 基 流 补 给 率 在 0. 763～ 0. 878之间 ,这表明各支流的基流约 80%来自于降 水入渗补给 ,其中芦河 (横山 )基流补给率相对较 小 (0. 777 ) ,黑木头川河 (殿市 ) 基流补给率较大 (0. 868) 。
4 地下水补给 、补排关系的变化
3 地下水补给量与基流量的关系
由表 1可以看出 ,研究区基流量与补给量之间 存在着很高的正相关关系 。赵石窑 、丁家沟和白家 川以上集水区补给量与基流量的相关系数 ( R2 )分 别为 0. 650、0. 503和 0. 599 (图 4) ,基流补给率分 别为 0. 818、0. 829和 0. 736 (表 1) ,即表明无定河 干流的河川基流 70%以上是由降水入渗补给转化 而来的 。此外 ,支流的基流量与补给量的相关系数
干流
赵石窑 丁家沟 白家川
15325 23422 29662
334. 48 395. 89 345. 94
14. 79 15. 69 14. 35
18. 09 18. 92 19. 51
0. 044 0. 040 0. 041
0. 818 0. 829 0. 736
0. 650 0. 503 0. 599
- 0. 85和 - 0. 61 mm / a。除殿市外 ,上述其余 4个 集水区的降水入渗补给系数也呈显著减少的趋势 。 这一方面是因为降水与补给之间的非线性关系 ,导 致降水较小的变化引起补给量较大的变化 ;另一方
α为退水指数 ( 1 / d) 。令 K = e-α为退水常数 。据 Rorabaugh等人的研究 [ 2, 4 ] ,退水临界时间 Tc 与退 水常数 K之间存在如下的关系 :
Tc = - 0. 214 4 ×( 1 / log10 K)
(2)
假设地下水库蓄水量 S (L3 )与出流量 Q 之间
13. 38 11. 30
基流量 (mm )
15. 90 14. 55
α=Rc /P
0. 035 0. 031
β= Rc /Pb
0. 842 0. 777
R2
0. 637 0. 697
黄土区
殿市 曹坪 马湖峪 李家河 绥德
327 187 371 807 3893
361. 31 384. 17 324. 91 377. 10 431. 69
2 地下水补给量及其与降水的关系
表 1给出了无定河流域不同集水区的降水 、基 流和地下水补给量的基本特征 。可以看出 ,无定河 干流赵石窑 、丁家沟和白家川 3个水文站控制的集 水区年平均降水量分别为 334. 48、395. 89、345. 94 mm ,而其年平均地下水补给量则分别为 14. 79、 15. 69和 14. 35 mm ,降水入渗系数分别为 0. 044、 0. 040和 0. 041。而比较三个不同的类型区 ,可以 看出 ,风沙区的补给量和降水入渗补给系数都小于 河源区和黄土区 ,其中黄土区略大 。
有研究表明 , Tc 时刻的基流量通常为基流峰值的
一半 [ 2, 4 ] 。因此 ,结合重叠原理 ,一次降水事件中
地下水补给量可以用下式估算 ,即 :
Rc = 2 ( S2 - S1 ) = - 2 (Q2 - Q1 ) / lnK ( 3)
因此 ,估算地下水补给量首先要确定流域的综 合退水常数 ,并从流量过程线中分割出基流 。然后 根据式 (2)确定临界时间 Tc , 并确定 Tc 时刻的基 流量 Q2 ;再由式 ( 1 )确定 Q1 ; 最后利用式 ( 3 )计算 补给量 Rc。本研究流域综合退水常数 K的估算采 用线性位移法 [ 3 ] ,基流分割采用 Chapman 数字滤 波法 [ 5 ] 。
15. 27 14. 49 14. 01 13பைடு நூலகம் 58 12. 53
17. 60 16. 51 17. 21 16. 38 16. 43
0. 042 0. 038 0. 043 0. 036 0. 029
0. 868 0. 878 0. 814 0. 829 0. 763
0. 629 0. 646 0. 626 0. 702 0. 653
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